ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ

ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ DOKTORA TEZİ Fatih KARAOĞLAN GÜNEYDOĞU ANADOLU OROJENİK KUŞAĞINDAKİ OFİYOLİTİK VE GRANİTİK KAYAÇLARIN JEOKRONOLOJİSİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI ADANA, 2012

ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ GÜNEYDOĞU ANADOLU OROJENİK KUŞAĞINDAKİ OFİYOLİTİK VE GRANİTİK KAYAÇLARIN JEOKRONOLOJİSİ Fatih KARAOĞLAN DOKTORA TEZİ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI Bu Tez 16 / 03 /2012 Tarihinde Aşağıdaki Jüri Üyeleri Tarafından Oybirliği/Oyçokluğu ile Kabul Edilmiştir................ Prof. Dr. Osman PARLAK Prof. Dr. Fikret İŞLER Prof. Dr. Mesut ANIL DANIŞMAN ÜYE ÜYE.... Yard.Doç.Dr. Utku BAĞCI ÜYE.... Yard. Doç Dr. Tamer RIZAOĞLU ÜYE Bu tez Enstitümüz Jeoloji Mühendisliği Anabilim Dalında hazırlanmıştır. Kod No: Prof. Dr. İlhami YEĞİNGİL Enstitü Müdürü Bu Çalışma Ç. Ü. Araştırma Projeleri Birimi Tarafından Desteklenmiştir. Proje No: MMF2009D11 Not: Bu tezde kullanılan özgün ve başka kaynaktan yapılan bildirişlerin, çizelge ve fotoğrafların kaynak gösterilmeden kullanımı, 5846 sayılı Fikir ve Sanat Eserleri Kanunundaki hükümlere tabidir.

ÖZ DOKTORA TEZİ GÜNEYDOĞU ANADOLU OROJENİK KUŞAĞINDAKİ OFİYOLİTİK VE GRANİTİK KAYAÇLARIN JEOKRONOLOJİSİ Fatih KARAOĞLAN ÇUKUROVA ÜNİVERSİTESİ FEN BİLİMLERİ ENSTİTÜSÜ JEOLOJİ MÜHENDİSLİĞİ ANABİLİM DALI Danışman : Prof.Dr. Osman PARLAK Yıl 2012, Sayfa: 288 Jüri : Prof. Dr. Fikret İŞLER : Prof. Dr. Mesut ANIL : Yard. Doç. Dr. Utku BAĞCI : Yard. Doç. Dr. Tamer RIZAOĞLU Bu çalışmada, Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen magmatik/metamorfik birimlerin oluşum, soğuma ve yüzeyleme yaşlarının jeotermokronoloji yöntemleri ile hesaplanarak; (i) Neotetis in güney kolunda Yitim zonu ile ilişkili kabuğun oluşum yaşı, (ii) okyanusun kapanmaya başladığı zaman aralığı, (iii) kıta-kıta çarpışmasının gerçekleşme zamanı ve (iv) kıta-kıta çarpışmasının hızının hesaplanması amaçlanmaktadır. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı dünya üzerinde dağ oluşum süreçlerinin en iyi gözlemlenebildiği alanlardan birisidir. Kuşağın evrimi Neotetis in güney kolunun Üst Kretase Miyosen zaman aralığında kapanımı ve kıta-kıta çarpışması sonucu yüksek plato oluşumunu içermektedir. Troodos (Kıbrıs)-Kızıldağ- Koçali-Semail (Umman) ofiyolitleri (95-90 My) Arap kıtası önü ofiyolit kuşağı ofiyolitlerini oluştururken, Göksun-İspendere-Kömürhan-Guleman ofiyolitleri (84-87 My) ise Toros kuşağı ofiyolitlerini oluşturmaktadır. Her iki okyanusal kabuk arasında ~5-7 My lık oluşum yaşı farkı bulunmaktadır. Kuzey Arap kenarı ofiyolitleri 85-65 My arasında kıta üzerine yerleşirken, Toros kuşağı ofiyolitleri 82-84 My dan önce Toros aktif kıta kenarının altına dalarak yay tipi granitoyidler (Esence Baskil) tarafından kesilmişlerdir. Erken-Orta Eosen döneminde bölge yay gerisi havza koşullarında açılmaya başlamış olup, ~50 My zaman aralığında Berit metaofiyoliti en yüksek metamorfizmasına uğrayarak yüzeylemiştir. Doğanşehir granitoyidi Orta Eosende çok fazlı oluşum sürecini takiben Berit metaofiyoliti ve napları kesmiştir. Granitoyidler Eosen döneminde yükselimini sürdürürken yüzeylemeleri Burdigaliyen Messiniyen zaman aralığında gerçekleşmiştir. Anahtar kelimeler: Güneydoğu Anadolu, ofiyolit, granitoyid, U-Pb, Sm-Nd, Ar-Ar, Fizyon İzi. I

ABSTRACT PhD THESIS THE GEOCHRONOLOGY OF THE OPHIOLITIC AND THE GRANITIC ROCKS ALONG THE SOUTHEAST ANATOLIAN OROGENIC BELT Fatih KARAOĞLAN UNIVERSITY OF ÇUKUROVA INSTITUTE OF NATURAL AND APPLIED SCIENCES DEPARTMENT OF GEOLOGICAL ENGINEERING Supervisor : Prof.Dr. Osman PARLAK Year 2011, Pages: 288 Jury : Prof. Dr. Fikret İŞLER : Prof. Dr. Mesut ANIL : Assist. Prof. Dr. Utku BAĞCI : Assist. Prof. Dr. Tamer RIZAOĞLU The scope of this study is to find out (i) the formation age of SSZ-type crust along the south branch of Neotethys, (ii) the timing of the initiation of the closure of the ocean, (iii) the timing of the continent-continent collision and (iv) the velocity of the collision by measuring the formation, cooling and exhumation ages of the magmatic units along the Southeast Anatolian Orogenic Belt using geothermochronological tools. Southeast Anatolian Orogenic Belt is one of the best places where mountain building processes can be well observed. The evolution of the belt comprises the closure of the south branch of the Neotethys during Upper Cretaceous Miocene time span and formation of high plato as a result of continent-continent collision. The Troodos-Kızıldağ-Koçali-Semail ophiolites (95-90 Ma) formed peri-arabian belt, whereas Göksun-İspendere-Kömürhan-Guleman ophiolites (84-87 Ma) formed the Toride belt ophiolites. There is an age difference of ~5-7 Ma between the formation of the two oceanic crusts. While the peri-arabian belt ophiolites obduct on the crust during 85-65 Ma, the Toride belt ophiolites, intruded by arc volcanics (Esence- Baskil), subducted beneath the Toride active margin before ~82-84 Ma. During Early-Middle Eocene period the region opened in a back-arc basin setting. The Berit metaophiolite had its maximum metamorhism and was exhumed during 52-50 Ma. Doğanşehir granitoyid formed in a multi stage process during Middle Eocene and intruded into Berit metaophiolite and nappes. The uplift of the granitoids were continueing during Eocene period whereas the exhumation of the granitoids took place during Burdigalian Messinian period. Keywords: South Anatolia, ophiolite, granitoid, U-Pb, Sm-Nd, Ar-Ar, Fission track. II

TEŞEKKÜR Doktora tez çalışmamım konu belirleme safhasından son halini alana kadar her türlü yardımını gördüğüm tez danışmanım Prof. Dr. Osman PARLAK a katkılarından dolayı teşekkür ederim. Jeoloji Mühendisliği Bölüm Başkanlığına, Tez İzleme Komitesi üyeleri Prof. Dr. Fikret İŞLER e ve Prof. Dr. Zehra YEĞİNGİL e katkılarından dolayı teşekkür ederim. Tezimin laboratuvar çalışma safhasında LA- MC-ICP-MS laboratuarında benimle ilgilenen ve yöntemi öğreten Prof. Dr. Urs KLÖTZLI, yardımlarını esirgemeyen teknisyen Franz BIEDERMAN, ve Dr. Zekeriya GÜNEŞ e teşekkür ederim. ID-TIMS yöntemi ile radyometrik yaş tayini ve izotop analiz yöntemleri konusunu bana öğreten ve laboratuarında çalışmama izin veren Prof. Dr. Martin THÖNI ve teknisyen Dr. Monica HORSCHINEGG e teşekkür ederim. Mineral kimyası çalışmalarında ve Viyana (Avusturya) da kaldığım süre içinde bana her türlü desteği sunan Prof. Dr. Friedrich KOLLER e teşekkürlerimi sunarım. Salzburg Üniversitesi nde bulunduğum süre içinde Fizyon İzi yönteminin her türlü inceliklerini bana öğreten Doç. Dr. Ewald HEJL e teşekkürlerimi sunarım. 40 Ar/ 39 Ar yöntemi uygulamalarında bana yardımcı olan Prof. Dr. Franz NEUBAUER ve Dr. Johann GENSER e teşekkür ederim. Ayrıca Salzburg Üniversitesi nde mineral kimyası çalışmalarımda ve tartışmaları ile bana yardımcı olan emekli Prof. Dr. Volker HÖCK e teşekkürlerimi sunarım. Tez çalışmam sırasında akademik anlamda benden yardımlarını esirgemeyen değerli bölüm öğretim elemanlarına ve çalışanlarına teşekkür ederim. Tez çalışmamın arazi safhasında bana yardımda bulunan Yard. Doç Dr. Tamer RIZAOĞLU ve Jeo. Yük. Müh. Nusret NURLU ya teşekkür ederim. Çeşitli vesilelerle tez çalışmam sırasında bana yardımları dokunan Yard. Doç Dr. Utku BAĞCI, Prof. Dr. Aral OKAY a teşekkürlerimi sunarım. Bu tez çalışmasının tamamı TUBİTAK-106Y231 numaralı proje ile desteklenmiştir. Ayrıca TUBİTAK Bilim Adamı Yetiştirme Programı (TUBİTAK-BİDEB 2214) kapsamında Yurt Dışı Araştırma Burs Programı ile Viyana Üniversitesi nde çalışmalarda bulundum. Katkılarından dolayı TÜBİTAK a teşekkür ederim. III

İÇİNDEKİLER ÖZ... I ABSTRACT... II TEŞEKKÜRLER... III İÇİNDEKİLER...IV ÇİZELGELER DİZİNİ...VI ŞEKİLLER DİZİNİ... VIII 1. GİRİŞ... 1 1.1. Genel Jeoloji... 13 1.1.1. Ofiyolitler... 14 1.1.1.1. Kızıldağ Ofiyoliti... 14 1.1.1.2. Göksun Ofiyoliti... 16 1.1.1.3. Berit Metaofiyoliti... 18 1.1.1.4. İspendere Ofiyoliti... 20 1.1.1.5. Kömürhan Ofiyoliti... 23 1.1.2. Granitoyidler... 24 1.1.2.1. Esence Granitoyidi... 24 1.1.2.2. Doğanşehir Granitoyidi... 25 1.1.2.3. Baskil Granitoyidi... 26 2. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR... 29 3. MATERYAL VE METOD... 43 3.1. Materyal... 43 3.2. Yöntem... 48 3.2.1. Mineral ayıklama... 49 3.2.2. Çeneli Kırıcı... 51 3.2.3. Eleme... 51 3.2.4. LA-MC-ICP-MS Zirkon U-Pb İçin Zirkon Mineral Ayıklanması... 52 3.2.5. Ağır Sıvı (Diiodmethan)... 54 3.2.6. Manyetik Ayırıcı (Frantz Magnet)... 56 3.2.7. Elle Seçim... 57 IV

3.2.8. Tutturma, Aşındırma ve Parlatma... 57 3.2.9. LA-MC-ICP-MS Yaş Tayini Yöntemi... 61 3.2.10. ID-TIMS Sm-Nd Yaş Tayini İçin Örnek Hazırlama... 62 3.2.11. Element Çıkarma, Ölçüm Ve Hesaplama... 63 3.2.12. Apatit Fizyon İzi Yaş Tayini Yöntemi İçin Örnek Hazırlama... 66 3.2.13. 40 Ar/ 39 Ar Yaş Tayini Yöntemi İçin Örnek Hazırlama... 77 4. ARAŞTIRMA BULGULARI... 81 4.1. Ofiyolitler... 81 4.1.1. Petrografi... 81 4.1.2. Jeokimya... 83 4.1.2.1. Berit Metaofiyolitinin Mineral Kimyası... 90 4.2. Granitoyidler... 95 4.2.1. Petrografi... 95 4.2.2. Granitoyid Jeokimyası... 97 4.2.2.1. Esence Granitoyidi... 97 4.2.2.2. Doğanşehir Granitoyidi... 100 4.2.2.3. Baskil Granitoyidi... 101 4.3. Jeokronoloji... 104 4.3.1. LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yaşlandırması... 104 4.3.2. Sm-Nd Yaş Tayini ve Nd-Sr İzotop Jeokimyası Sonuçları... 119 4.3.3. 40 Ar/ 39 Ar Yaş Tayini Sonuçları... 127 4.3.4. Apatit Fizyon İzi Yaş Tayini Sonuçları... 131 5. TARTIŞMA VE SONUÇLAR... 140 5.1. Tartışma... 140 5.2. Sonuçlar ve Öneriler... 167 KAYNAKLAR... 171 ÖZGEÇMİŞ... 195 EKLER... 195 V

ÇİZELGELER DİZİNİ Çizelge 3.1. Çalışma kapsamında araziden derlenen örnekler... 43 Çizelge 3.2. Bazı kayaç yapıcı, aksesuar ve cevher minerallerinin yoğunluğu... 55 Çizelge 3.3. Bazı minerallerin Frantz Magnet magnetik ayıklama aletindeki magnetik duyarlılıkları... 58 Çizelge 4.1. Berit metaofiyolitine ait örneklerin mineral içerikleri... 93 Çizelge 4.2. Berit metaofiyolitine ait basınç-sıcaklık hesaplamaları.... 95 Çizelge 4.3. LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb yöntemi ile elde edilen yaş verileri... 106 Çizelge 4.4. Rb-Sr analiz sonuçları... 120 Çizelge 4.5. Sm-Nd analiz sonuçları... 121 Çizelge 4.6. 40 Ar/ 39 Ar mineral yaş tayini yöntemi için seçilen örnek ve mineraller.... 128 Çizelge 4.7. Apatit Fizyon İzi yaş tayini için alınan örnekler.... 131 Çizelge 4.8. Apatit Fizyon İzi yaş tayini sonuçları... 133 Çizelge 4.9. Fizyon izi yöntemi iz uzunluk ölçüm sonuçları.... 135 Çizelge 5.1. Çalışma alanında daha önce yapılan radyometrik yaş tayini verileri.... 148 Çizelge 5.2. Granitoyidlerden elde edilen kristallenme ve soğuma yaşları... 161 VI

VII

ŞEKİLLER DİZİNİ Şekil 1.1. Türkiye nin tektonik birlikleri... 2 Şekil 1.2. Erken Permiyen döneminde levhaların konumu... 3 Şekil 1.3. Eksiksiz bir ofiyolit istifi ve okyanusal kabuk ile karşılaştırılması... 4 Şekil 1.4. Doğu Akdeniz kuşağı ofiyolitleri... 5 Şekil 1.5. Tetis ofiyolitleri üzerinde yapılan U-Pb yaşları... 7 Şekil 1.6. Çalışma alanının yerbulduru haritası... 11 Şekil 1.7. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yüzeyleyen tektonik birimler... 13 Şekil 1.8 Kızıldağ ofiyolitinin basitleştirilmiş jeoloji haritası... 15 Şekil 1.9. Güneydoğu Anadolu kuşağında gözlenen ofiyolitlerin genelleştirilmiş dikme kesitleri... 16 Şekil 1.10 Göksun-Afşin bölgesinin jeoloji haritası... 17 Şekil 1.11. Günedoğru-Beğre (Doğanşehir-Malatya) civarının jeoloji haritası... 19 Şekil 1.12. Berit metaofiyolitin genelleştirilmiş stratigrafi kesiti.... 20 Şekil 1.13. İspendere (Malatya) ve civarınınjeoloji haritası.... 22 Şekil 1.14. Baskil Sivrice (Elazığ) bölgesinin jeoloji haritası... 23 Şekil 3.1. Kızıldağ ve Göksun ofiyolitlerinden derlenen örnekler... 46 Şekil 3.2. Berit metaofiyoliti, İspendere ve Kömürhan ofiyolitlerinden derlenen örneklerin arazi görünümü... 47 Şekil 3.3. Granitoyidlerin arazi görünümü... 48 Şekil 3.4. Çalışmada uygulanacak olan yaş tayini yöntemleri ve jeolojik birimler... 49 Şekil 3.5. Jeokronoloji çalışmalarında mineral ayıklama işlemleri... 50 Şekil 3.6. Kaba öğütme için kullanılan çeneli kırıcı.... 51 Şekil 3.7. Viyana Üniversitesi Yer Bilimleri Fakültesi Jeokronoloji bölümü örnek kırma-öğütme laboratuvarı.... 52 Şekil 3.8. Islak eleğin (Wilfley table) şematik çizimi... 53 Şekil 3.9. Islak elek (Wilfley table)... 54 Şekil 3.10. Ağır sıvı kullanarak minerallerin yoğunluklarına göre ayrılması... 56 VIII

Şekil 3.11. Manyetik ayırıcı (Frantz Magnet).... 57 Şekil 3.12. Minerallerin elle seçme işleminde kullanılan binoküler mikroskop.... 59 Şekil 3.13. Tutturucuların hazırlanması... 59 Şekil 3.14. Tutturucuların aşındırma ve parlatma sürecinin şematik gösterimi.... 60 Şekil 3.15. U-Pb analizlerinde kullanılan LA-MC-ICP-MS cihazı.... 62 Şekil 3.16. NTE elementlerinin çözelti içerisinden çıkartma işlemi.... 65 Şekil 3.17. İzotop analizlerinin yapıldığı ThermoFinnigan Triton TI cihazı.... 66 Şekil 3.18. Uranyum içeriğine göre fizyon izi yöntemi için kullanılan mineral seçimi.... 67 Şekil 3.19. Yüzdürme işleminde kullanılan karıştırıcı (mixer)... 68 Şekil 3.20. Çoklu Tane Yöntemi (Populated Grain Method PGM) ile Fizyon İzi yaşlarının hesaplanmasının şematik şekli... 71 Şekil 3.21. Harici Algılayıcı Yöntemi (External Detector Method EDM) ile yaş hesaplanmasının şematik şekli... 72 Şekil 3.22. Fosil izlerin silinmesi için kullanılan yüksek ısılı fırın içinde apatit minerallerinin bulunduğu porselen kaplar.... 73 Şekil 3.23. Nükleer reaktöre gönderilecek apatit minerallerinin paketlenmesi... 74 Şekil 3.24. Apatit Fizyon İzi yaş tayini yöntemi için apatit minerallerine uygulanan aşındırma, parlatma ve asitle aşındırma (etching) süreçleri.... 75 Şekil 3.25. AFİ yönteminde iz sayımı yapılan ve iz uzunluğu ölçümü için kullanılan mikroskop... 77 Şekil 4.1. Ofiyolitik kayaçlardan alınan örneklerin incekesit görüntüleri... 85 Şekil 4.2. Berit metaofiyolitine ait metagabrolara ait el örneği.... 86 Şekil 4.3. Güneydoğu Anadolu ofiyolitlerine ait kayaçların Nadir Toprak element ve örümcek diyagramları... 87 Şekil 4.4. Ofiyolitik kayaçların Nb/Th oranına karşı Y diyagramı... 88 Şekil 4.5. Ofiyolitik kayaçların mineral kimyasına göre köken belirleme diyagramları... 89 Şekil 4.6. Berit metaofiyolitine ait granat klinopiroksen ve plajiyoklas minerallerinin çekirdek ve kenar zonlarının kimyasal bileşimi... 91 IX

Şekil 4.7. Berit metaofiyolitini oluşturan kayaçlara ait granat ve plajiyoklasların mineral kimyası diyagramları... 91 Şekil 4.8. Berit metaofiyolitini oluşturan kayaçlara ait minerallerin mineral kimyası diyagramları... 92 Şekil 4.9. Berit metaofiyolitinin Basınç-Sıcaklık diyagramı.... 94 Şekil 4.10. Berit metaofiyolitinin okyanus kabuğu metamorfizması ile karşılaştırılması... 95 Şekil 4.11. Granitoyidlerin ince kesit görüntüleri.... 98 Şekil 4.12. Esence granitoyidine ait kayaçların AFM diyagramındaki dağılımı... 99 Şekil 4.13 Esence granitoyidine ait kayaçların Rb-Hf-Ta üçgen ve Rb/Zr-Nb diyagramları... 99 Şekil 4.14. Doğanşehir granitoyidine ait AFM üçgen diyagramı... 100 Şekil 4.15. Doğanşehir granitoyidine ait kayaçların Log Ta Log Nb ve Rb Hf-Ta üçgen diyagramı... 101 Şekil 4.16. Baskil granitoyidinde gözlenen kayaçların AFM diyagramındaki dağılımları... 102 Şekil 4.17. Baskil granitoyidine ait kayaçların Nb-Y ve Rb-Nb+Y tektono - magmatik diskriminasyon diyagramı... 103 Şekil 4.18. Baskil granitoyidine ait kayaçların tektonik ortam diyagramları... 104 Şekil 4.19. Esence granitoyidine ait FK20 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 107 Şekil 4.20. Esence granitoyidine ait FK21 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 107 Şekil 4.21. Esence granitoyidine ait FK22 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 108 Şekil 4.22. Doğanşehir granitoyidine ait FK13 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 109 Şekil 4.23. Doğanşehir granitoyidine ait FK14 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 109 Şekil 4.24. Doğanşehir granitoyidine ait FK14 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 110 X

Şekil 4.25. Doğanşehir granitoyidine ait FK15 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 110 Şekil 4.26. Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 111 Şekil 4.27. Doğanşehir granitoyidine ait FK31 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 111 Şekil 4.28. Baskil granitoyidine ait FK02 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı.... 112 Şekil 4.29. Baskil granitoyidine ait FK04 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı.... 112 Şekil 4.30. Baskil granitoyidine ait FK07 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı.... 113 Şekil 4.31. Baskil granitoyidine ait FK28 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı.... 113 Şekil 4.32. Kızıldağ ofiyolitine ait FK25 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı.... 115 Şekil 4.33. Kızıldağ ofiyolitine ait FK26 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U- Pb konkordiya diyagramı.... 115 Şekil 4.34.Göksun ofiyolitine ait FK08-47 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı.... 116 Şekil 4.35. Göksun ofiyolitine ait FK08-48 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı.... 116 Şekil 4.36. İspendere ofiyolitine ait FK08-44 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 117 Şekil 4.37. İspendere ofiyolitine ait FK08-42 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 117 Şekil 4.38. Kömürhan ofiyolitine ait FK08-40 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı... 118 Şekil 4.39. Kömürhan ofiyolitine ait FK12 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı.... 118 XI

Şekil 4.40. Kömürhan ofiyolitine ait FK10 örneğinin LA-MC-ICP-MS zirkon U-Pb konkordiya diyagramı.... 119 Şekil 4.41. Berit metaofiyolitinin (B5h) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron metamorfizma yaşı.... 122 Şekil 4.42. Kızıldağ ofiyolitinin (FK27) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı.... 122 Şekil 4.43. İspendere ofiyolitinin (FK29) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı.... 123 Şekil 4.44. Kızıldağ ofiyolitinin (FK26) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı.... 123 Şekil 4.45. Göksun ofiyolitinin (FK23) Sm-Nd mineral+tüm kayaç izokron yaşı.... 124 Şekil 4.46. Analizi yapılan örneklerin günümüz Nd-Sr diyagramı.... 125 Şekil 4.47. Analizi yapılan örneklerin başlangıç Nd-Sr diyagramı.... 125 Şekil 4.48. Analizi yapılan örneklerin Başlangıç εnd-sr diyagramı... 126 Şekil 4.49. Kızıldağ ofiyolitini oluşturan farklı magma tiplerinin günümüz Nd- Sr izotop diyagramı.... 127 Şekil 4.50. Esence granitoyidinden yapılan 40 Ar/ 39 Ar yaş tayini sonuçları... 129 Şekil 4.51. Doğanşehir ve Baskil granitoyidlerinden elde edilen 40 Ar/ 39 Ar yaş tayini sonuçları... 130 Şekil 4.52. Granitoyidlerin iz uzunluk dağılım grafikleri.... 136 Şekil 4.53. Apatit Fizyon İzi verilerinin zaman-sıcaklık modellemeleri.... 139 Şekil 5.1. Erken Kretase zamanında Tetis okyanusunun paleocoğrafyası... 140 Şekil 5.2. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağının genelleştirilmiş jeoloji haritası... 142 Şekil 5.3. Neotetis in güney kolunun Geç Kretase evrimi modelleri; tekli ve ikili dalma-batma modelleri... 143 Şekil 5.4. Neotetis in güney kolunun Geç Maastrihtiyen Erken Eosen evrimi... 144 Şekil 5.5. Neotetis in güney kolunun Geç Maastrihtiyen Erken Eosen evrimi... 144 Şekil 5.6. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın Geç Kretase Evrimi... 145 Şekil 5.7. Geç Kretase döneminde Neotetis okyanusunu güney kolu... 146 XII

Şekil 5.8. Çalışma alanında daha önce yapılan yaş tayini verileri... 149 Şekil 5.9. Neotetis ofiyolitlerine ait kristallenme yaşları... 153 Şekil 5.10. Neotetis in Geç Kretase başı plaeocoğrafyası... 155 Şekil 5.12. Önceki çalışmacılar tarafından Berit metaofiyoliti için önerilen oluşum modeli... 157 Şekil 5.13. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen granitoyidlerin kristallenme yaşları... 158 Şekil 5.14. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca gözlenen granitoyidlere ait 40Ar/39Ar mineral soğuma yaşları... 160 Şekil 5.15. Esence granitoyidinin soğuma hızı grafiği.... 162 Şekil 5.16. Baskil granitoyidinin soğuma hızı grafiği.... 162 Şekil 5.17. Doğanşehir granitoyidinin soğuma hızı grafiği.... 163 Şekil 5.18. Kuşak boyunca gözlenen granitoyidlerden elde edilen Apatit Fizyon İzi yaşları... 164 Şekil 5.19. Orta ve Güneydoğu Anadolu bölgesinde yapılan apatit Fizyon İzi sonuçları... 166 Şekil 5.20. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın Erken-Orta Eosen dönemi konumu... 168 XIII

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN 1. GİRİŞ Yeryuvarı ~4.5 Milyar yıl önce oluştuğu zaman görünümü şüphesiz günümüzdeki gibi değildi. Oluşumundan günümüze kadar geçen evrede yerkabuğu soğuyarak bazik bir kabuktan (okyanusal kabuk) görece asidik kabuğun (kıtasal kabuk) gelişimi ve kayaç döngüsü ile dış şekli halen devam eden bir değişim içinde olmuştur (Şengör ve Yılmaz, 1981; Stern, 2004). Yeryüzünün eski görünümünü (paleocoğrafya) araştırırken oluşumundan günümüze okyanusal kabuk ve kıtasal kabuğun sınırlarını belirlemek yerbilimciler için önemli bir amaç olagelmiştir. Wilson (1966), plaka tektoniği teorisini ortaya attıktan sonra, okyanusların oluşum ve yokoluşunu açıklayan meşhur kayaç döngüsü teorisini önermiştir. Wilson (1966) ya göre plaka tektoniği teorisi kapsamında okyanusal basenlerin kayaç döngüsü 4 evreden oluşmaktadır; (i) kıtanın riftleşmesi, (ii) kıtanın sürüklenmesi, deniz tabanı yayılması ve okyanusal baseninin oluşması, (iii) dalma-batmanın başlaması ve okyanusal litosferin dalmasına bağlı olarak okyanusal basenin ilerleyen yitimi, (iv) kıta-kıta çarpışması ve okyanusal basenin kapanması. Bu döngü iki kıta arasında yer alıyorsa kıta-kıta çarpışması ve orojenik kuşak oluşumu ile devam eder (Stampfli ve Borel, 2002; Hinsbergen ve ark., 2009). Günümüzde Akdeniz, Tetis okyanusun en batı ucunu oluşturmaktadır. Günümüzde Neotetis in son kalıntılarıda yitilmek üzere oluşu Akdeniz in Wilson döngüsünde son evrede olduğunu göstermektedir. Wilson döngüsü Anatolid-Torid platformu ile Arap platformu arasında son evrede kıta-kıta çarpışmasının başlaması ve kenet kuşağının yakınında dağ oluşum evresine geçilmesi ile devam etmiştir. Günümüzde bu dağ oluşumu erozyonal süreçlere tabi olup gravitasyonel kuvvetlerin etkisi ile doğrultu atımlı fay sistemleri geliştirerek çökmeye başlamıştır (Bozkurt, 2001; Şengör ve ark., 2003; Okay, 2008; Van Hinsbergen ve ark., 2009). Yerkabuğunun belirli kısımlarının jeolojik zaman içerisinde tekrarlanan çarpışmaları neticesinde, yerkürenin belli başlı bölgelerinde dağ kuşakları meydana getirdiği bilinmektedir. Bu dağ kuşaklarından Alp-Himalaya orojenik sistemi içinde önemli bir yere sahip olan Anadolu yarımadası, yaklaşık olarak D-B uzanımlı tektonik kuşaklar arasında (Pontidler, Anatolidler, Toridler ve Kenar kıvrımlar) 1

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN (Şekil 1.1), Tetis (Paleotetis ve Neotetis) okyanusal basenlerinin kalıntılarını içermektedir (Ketin, 1983; Şengör ve Yılmaz, 1981; Robertson ve Dixon, 1984, Robertson ve ark., 2004, 2006; Okay, 2008; Parlak ve ark., 2009). Tetis alanları kuzeyde Lavrasya ve güneyde Gondwana kıtalarının Permiyen de birleşmesi ile batıya doğru daralan bir okyanusal basen konumunda olan Tetis okyanusal baseni (Şekil 1.2), okyanusun sonraki evriminde ortaya çıkan Neo-Tetis okyanusal baseni ve bu basenleri sınırlayan kıta kenarlarını kapsamaktadır. Paleotetis ile ilgili jeolojik olaylar genel olarak K-KB Türkiye de Sakarya zonu (Karakaya Kompleksi) ve Orta Pontidler de hüküm sürmüş ve Liyas yaşlı sedimanlar tarafından uyumsuz olarak üzerlenerek evrimini tamamlamıştır (Şengör ve Yılmaz, 1981; Pickett ve Robertson, 1996; Okay ve Tüysüz, 1999; Okay, 2008). Alp-Himalaya orojenezi sırasında oluşan ve kapanan, Neotetis ile ilgili jeolojik olaylar ise Triyas tan Miyosen e kadar tüm Anadolu yu etkisi altına almıştır (Şengör ve Yılmaz, 1981; Robertson ve Dixon, 1984; Okay ve Tüysüz, 1999; ; Bozkurt, 2001; Robertson ve ark., 2004; Okay, 2008). Neotetis okyanusal basenlerinin kapanması sırasında meydana gelen orojenik olaylar zincirinin en önemli halkalarını ofiyolitler ve granitoyidler oluşturmaktadır (Yılmaz ve ark., 2003; Parlak, 2006; Parlak ve ark., 2009). Şekil 1.1. Türkiye nin tektonik birlikleri (Ketin, 1983). Anadolu yarımadasında, ofiyolitlerin konumlarını kenet kuşaklarının konumları belirlemektedir. Ofiyolitler kabaca doğu-batı eksenli kenet kuşakları boyunca yerleşmişlerdir. Kuzeyde İzmir-Ankara-Erzincan (İAE) kenet kuşağı 2

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN boyunca kuzeyde Pontidler ve güneyde Anatolidler arasında Plaeo-Tetis ve Neotetis okyanuslarının kalıntıları izlenirken, Helenik yayı boyunca kuzeyde Anatolidler ve güneyde Afrika kıtası arasındaki ve Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca kuzeyde Anatolid-Torid platformu ile güneyde Arap platformu arasında bulunan Neo-Tetis okyanusunun kalıntıları izlenmektedir. Şekil 1.2. Erken Permiyen döneminde levhaların konumu. (http://jan.ucc.nau.edu/~rcb7/globaltext.html sitesinden alınmıştır) Ofiyolitlerin eski okyanusal kabuk parçalarının günümüzde kıtasal kabuk üzerine yerleşmiş (emplacement) kalıntıları olduğu bilinmektedir. Günümüzde ofiyolitler az çok eski kıta sınırları (suture zone kenet kuşağı) boyunca kıtasal kabuk üzerine yerleşmişlerdir. Ofiyolitleri araştırarak ve haritalayarak plaeocoğrafya hakkında önemli bilgiler elde edinilebilinir. Ofiyolit kavramı ilk kez Steinman (1927) tarafından serpantinit, diyabaz, yastık lavlar ve çörtlerden oluşan kayaç topluluğu olarak tanımlanmıştır. 1972 yılında Penrose konferansında, ofiyolit kavramı için mafik ve ultramafik kayaçlardan oluşan belirli bir kayaç topluluğuna verilen bir isim olarak kullanılması kabul edilmiştir (Anonymous, 1972). Eksiksiz bir ofiyolit istifi alttan üste doğru; Ultramafik kompleks, gabro kompleksi, mafik levha dayk kompleksi, mafik volkanik kompleksinden oluşmaktadır (Şekil 1.3). 1970 lere kadar ofiyolitler okyanus ortası sırtlarda oluşan okyanusal kabukların karalar üzerine bindirmiş eşdeğerleri olarak 3

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN değerlendirilmekte idi. Bu tarihten sonra büyük oranda jeokimyasal çalışmalar ile desteklenen, okyanus içi yitime bağlı gelişen yitim zonu üzerinde gelişen ofiyolitlerin (SSZ) tanımlanması değişik araştırıcılar tarafından yapılmıştır (Miyashiro, 1973; Pearce ve Cann,1973; Pearce, 1975, 1980; Pearce ve ark., 1981, 1984; Dilek ve Newcomb, 2003; Dilek ve Furnes, 2009). Yitim zonu ofiyolitlerinin Pearce ve ark. (1984) tarafından tanımlanmasından sonra, Batı Pasifik ve Güney Atlantik in kenar basenlerinde yapılan derin deniz sondaj çalışmaları verileri ve bu sondajlardan elde edilen yay-gerisi bazalt örnekleri üzerinde gerçekleştirilen jeokimyasal çalışmalar ofiyolit kavramını anlamada temel teşkil etmiştir (Hawkins, 2003; Pearce, 2003; Dilek ve Furnes, 2009). 1990 lardan günümüze kadar yapılan çalışmalarda ise, ofiyolitlerin büyük çoğunluğunun kimyasal olarak yitim zonu karakterli olduğu ortaya konmuştur (Laurent ve Hébert, 1989; Pedersen ve Hertogen, 1990; Robinson ve Malpas, 1990; Pedersen ve Furnes, 1991; Furnes ve ark.,1992; Stern ve Bloomer, 1992; Heskestad ve ark., 1994; Parlak ve ark., 1996; Parlak ve Delaloye, 1996; Bédard ve ark., 1998; Dilek ve Thy, 1998; Parlak ve ark., 2000; Shervais, 2001; Ishikawa ve ark., 2002; Encarnacion, 2004; Bağcı, 2004; Rızaoğlu ve ark., 2006; Bağcı ve Parlak 2007; Dilek ve ark., 2007, 2008; Bağcı ve ark., 2008; Parlak ve ark., 2009; Dilek ve Furnes, 2009). Şekil 1.3. Eksiksiz bir ofiyolit istifi ve okyanusal kabuk ile karşılaştırılması (Gass ve ark., 1975). 4

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Tektonik ortamlarına göre ofiyolitler Tetis ve Kordillera ofiyolitleri olarak iki tipte bulunurlar (Moores, 1982). Kordillera ofiyolitleri yığışım zonları üzerine yerleşmiş olarak gözlenirken, Tetis ofiyolitleri tektonik olarak kıtasal kabuğu üzerlemekte, sığ deniz kıtasal kenarlar veya platform sedimanlarından oluşan, pelajik sedimanter kayaçlar veya volkano-sedimanter kayaçlar tarafından üzerlenmektedirler. Tetis ofiyolitleri Akdeniz bölgesinde üç gruba ayrılır; a) Orta Triyas Orta Jura yaşlı Doğu Tetis Okyanusu olarak adlandırılan Batı Karpat ofiyolitleri (Pieniny-Meliata-Dinarid ve Helenik-Pontik Kuşakları), b) Orta Geç Jura yaşlı Batı Tetis Okyanusu olarak adlandırılan Betik Kordilera-Apennin-Alpin Kuşakları ve c) Geç Kretase yaşlı Neotetis okyanusu olarak adlandırılan Anatolid- Torid Kuşağı ofiyolitleri (Ohnenstetter ve ark., 1979; Bortolotti ve Pirincipi, 2005) (Şekil 1.4). Şekil 1.4. Doğu Akdeniz kuşağı ofiyolitleri (Dilek ve Flower, 2003; ten değiştirilmiştir). Tetis okyanusal alanlarını temsil eden bu ofiyolitler ve ilişkili diğer magmatik birimler günümüz modern okyanus kabuğu ile karşılaştırıldığı zaman birbirlerinden çok farklı tektonik ortam ve kökenden gelmektedirler (Robertson, 2002; Parlak ve ark., 2009). Bunlar; (a) Orta Geç Jura yaşlı Batı Tetis ofiyolitleri, okyanus içi yitim 5

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN ile ilişkili (Doğu Arnavutluk ve Yunanistan da Vourinous ofiyolitleri), (b) MORB (Batı Arnavutluk ofiyolitleri), (c) MORB tipi ofiyolitten SSZ tipi ofiyolite geçen (Güney Arnavutluk ofiyolitleri, Yunanistan da Pindos ve Asproptamos ofiyolitleri) ve (d) kıta içi yay-gerisi basen (KD Yunanistan da Guevgueli ofiyoliti) tektonik ortamlarında oluşmuş olan okyanusal litosfer kalıntılarıdır (Robertson, 2002; Bortolotti ve Principi, 2005; Parlak ve ark., 2009). Türkiye deki Üst Kretase yaşlı ofiyolitler, Troodos (Kıbrıs) ve Baer-Bassit (Suriye) ofiyolitleri yitim zonu üzerinde oluşan (SSZ) ofiyolit karakterindedir (Aktaş ve Robertson, 1984; Pearce ve ark., 1984; Hébert ve Laurent, 1990; Lytwyn ve Casey, 1993; Yalınız ve ark., 1996; Parlak ve ark., 1996; Collins ve Robertson, 1998; Beyarslan ve Bingöl, 2000; Floyd ve ark., 2000; Parlak ve ark., 2000, 2002; Al-Riyami ve ark., 2002; Robertson, 2002; Parlak ve ark., 2004; Bağcı ve ark., 2005, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2006; Bağcı ve ark., 2008; Bağcı ve Parlak, 2009). Tetis okyanusunun plaeocoğrafyasının tahmin edilebilmesi için yukarıda kabaca yaşları ve genel oluşum ortamları belirtilen ofiyolitlerin zaman-mekan ilişkilerinin ortaya konması gerekmektedir. Doğrudan ofiyolitler üzerinde yapılan ilk jeokronoloji çalışması, Tilton ve ark. (1981) tarafından, Semail (Umman) ofiyolitine ait plajiyogranitlerden ayıklanan zirkon mineralleri üzerinde ID-TIMS yöntemi ile U- Pb yaşlandırmasıdır. Bunun sonucunda ofiyolitik istifin oluşumu 95 My olarak tespit edilmiştir (Şekil 1.5). Warren ve ark. (2005) bu yaş verilerini doğrulayan bir çalışma yaparken, Rollinson (2009) Semail ofiyolitinde bulunan plajiyogranitlerin 3 ayrı evrede ~97 My, ~95 My ve ~93 My de oluştuğunu belirtmektedir. Bu durum jeokronolojinin özellikle magmatik kayaçların yaşlandırılması ve zaman-mekan ilişkilerinin kurulmasındaki önemini ortaya koymaktadır. Kuşak boyunca batıya doğru gidildikçe ofiyolitik istiflerin aynı biriminden yapılan U-Pb yaşları Kızıldağ (Türkiye) ve Troodos (Kıbrıs) Semail (Umman) ofiyolitleri birbirine yakın kristallenme yaşları sunmaktadır (90-92 Ma). Yitim zonu (SSZ) üzerinde oluşan bu ofiyolitler Neotetis okyanusun kalıntıları olarak değerlendirilmektedirler (Tilton ve ark., 1981; Mukasa ve Ludden, 1987; Dilek ve Thy, 2009, Robertson, 2002, 2004; Konstantinou ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Dilek ve Thy (2006) Ankara Melanjı içerisinde plajiyogranitlerden ~180 My yaşını 6

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN hesaplamışlardır. Yazarlar bilinen Neotetis okyanusal kabuk yaşlarından oldukça yüksek olan bu yaş verisinin melanj içerisindeki Paleotetis kalıntılarına ait olabileceğini belirtmişlerdir. Anadolu coğrafyasından batıya Yunanistan ve adalarına geçildiğinde ofiyolitik istifin yaşının Üst Kretase den Orta Jura ya indiği gözlenmektedir. Liati ve ark. (2004) SHRIMP U-Pb yöntemi ile Girit ofiyolitine ait hornblendit kayacından ayıklanan zirkonlardan 162 My, Vourinous ofiyolitinin gabrolarından 168 My ve plajiyogranitten 173 My, Pindos ofiyolitine ait gabrolardan 171 My kristallenme yaşlarını elde etmiştir. Mirdita ofiyolitinin oluşum yaşının zirkon U-Pb yöntemi ile 160-165 My arasında hesaplanmıştır (Dilek ve ark., 2008) (Şekil 1.5). Şekil 1.5. Tetis ofiyolitleri üzerinde yapılan U-Pb yaşları (Dilek ve Flower, 2003 ten değiştirilmiştir). 7

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Güneydoğu Anadolu Orojenik kuşağına bakıldığı zaman okyanusal kabuğun soğuma yaşını saptamak için sadece K-Ar yönteminin kullanıldığı gözlenmektedir. Yazgan ve Chessex (1991) Kömürhan ofiyolitindeki lökodiyoritlerde 85±3 My ve trondjemitlerde ise 78.5±2.5 My yaşları bulmuşlardır. Kızıldağ (Hatay) ofiyolitinde, Çoğulu ve ark. (1975) gabrolarda 112.8±4.0 ile 69.0±2.7 My, Delaloye ve ark. (1980) ise gabrolarda 157.6±6.1 ile 83.9±4.9 My aralığını ve doleritlerde ise 140±18 ve 110±10 My yaşlarını saptamıştır. Ofiyolitlerin tabanında ince bir dilim halinde gözlenen ve amfibolitlerle temsil edilen metamorfik dilim ise bölgedeki ofiyolitlerde yaygın olarak gözlenmektedir (Yazgan ve Chessex, 1991; Genç ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2002; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak ve ark., 2009). Amfibolitlerde K-Ar yöntemiyle yapılan yaş tayinlerinde ise 127±14, 95±9 ve 89.5±5 My değerleri verilmektedir (Yazgan ve Chessex, 1991). Bu çalışmanın başlamasından sonra Dilek ve Thy, (2009) Kızıldağ ofiyolitinden 92-90 My yaşını saptamıştır. Doğu Akdeniz ofiyolitlerine bakıldığı zaman Toros kuşağı ofiyolitlerinin kristallenme yaşlarının kesin olarak bilinmediği görülmektedir. Bu durum Anadolu coğrafyasında Tetis okyanusunun evriminin ve plaeocoğrafyasının ortaya konmasında problem olarak karşımıza çıkmaktadır. Tetis okyanusunun evrimi ile ilgili bir diğer önemli birim ise okyanusal kabuğun kıtasal kabuk altına dalarken malzeme vererek oluşturduğu granitoyidlerdir. Bölgede yer alan granitoyidlerin kökeni ile oluşum ve soğuma yaşları, (i) okyanusal yay-kıta çarpışması, (ii), Tetis okyanusunun evrimi içerisinde okyanusal kabuğun kıta altına bindirme zamanı, ve (iii) kıta-kıta çarpışmasının zamanlaması ve hızı hakkında yararlı bilgiler sunmaya aday birimlerdir. Alp-Himalaya kuşağı içerisinde ofiyolitler ile ilişkili birçok granitoyid kütlesi tanımlanmıştır (Bird, 1978; Göncüoğlu ve Türeli; 1994; Düzgören-Aydın ve ark., 2001; Gençalioğlu-Kuşcu ve ark., 2001; Boztug ve ark., 2004; İlbeyli ve ark., 2004; İlbeyli, 2005; Robertson ve ark., 2005; Boztug ve ark., 2005; Ghasemi ve Talbot, 2005; Rızaoğlu ve ark., 2006; Parlak, 2006; Robertson ve ark., 2007; Köksal ve ark., 2008; Saric ve ark., 2009; Boztuğ ve ark., 2009; Boztuğ ve Harlavan., 2008; Kuşcu ve ark., 2010 ve referansları). Kuşak 8

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN boyunca yüzeyleyen granitoyidler yaş ve oluşum mekanizması bakımından birbirlerinden farklılıklar sunmaktadırlar. Batı Tetis okyanusunun Mesozoyik te kapanımı sırasında çarpışma ile ilişkili ada-yayı ortamında oluşmuş kalk-alkalen karakterli granitik kayaçlar Sırbistan da metalüminus karakterden ortaç bileşime ve kuvvetli peralüminus karaktere kadar değişen bileşime sahiptir. Güneye doğru (eski Yugoslavya, Makedonya ve Kuzey Yunanistan) granitoyidler ise az oranda ortaç bileşimden büyük kütleler halinde peralüminus karakterli bileşime kadar değişen kütleler halinde bulunmaktadır (Saric ve ark., 2009). Anadolu yarımadasında granitoyidler kuzeyde Pontidler, ortada İç Anadolu ve doğuda Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yoğun olarak gözlenmektedirler. Pontidlerde yay magmatizması ile ilişkili olan granitoyidler Neotetis in kuzey kolunun Pontidlerin altına dalması sırasında Üst Kretase ile Eosen aralığında oluşmuşlardır (Okay ve Tüysüz, 1999; Boztuğ ve ark., 2006, 2007 ve referansları). İç Anadolu granitoyidleri Neotetis in kuzey kolunda kıta ada yayı çarpışması ile ilişkili olup, Üst Kretase yaşlı kalk-alkalen, subalkalen ve alkalen magmatizma ürünlerini içermektedir (Erler ve Göncüoğlu, 1996; Göncüoğlu ve ark., 1997; Aydın ve ark., 1998; Yalınız ve ark., 1999; Koksal-Toksoy ve ark., 2001; Gençalioğlu-Kuşcuve ark., 2001; İlbeyli ve ark., 2004; Köksal ve ark., 2004). Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nda granitoyid yerleşimi Üs Kretase yaşlı olup güneyde Arap platformu ile kuzeyde Toros platformu arasında kalan Neotetis in güney kolunun Toros aktif kıta kenarının altına dalması sonucu oluşmuşlardır. Granitik kayaçların metamorfik masifler (Malatya-Keban platformu), ofiyolitler (Göksun, Berit, İspendere, Kömürhan ve Guleman) ve ofiyolit tabanı metamorfiklerini kesmesi sözü edilen birimlerin Geç Kretase de granitoyid yerleşmesinden önce biraraya geldiklerini işaret etmektedir. Granitoyidler bölgede geniş yüzlekler sunmakta olup mafik/felsik derinlik ve yarı derinlik kayaçlarından oluşmaktadırlar. Granitoyidlerdeki plütonik kayaçlar içerisinde çeşitli şekil ve boyutlarda mafik mikrogranüler enklavlara (MME) rastlanmakta olup, bu plütonik kayaçlar değişik seviyelerde çeşitli kalınlıklara sahip aplit ve diyabaz daykları tarafından kesilmektedir. Kahramanmaraş, Malatya ve Elazığ bölgelerinde bulunan 9

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN granitoidler (Akgül, 1987, 1991, 1993; Asutay, 1985, 1986, 1988; Yazgan ve Chessex 1991; Yılmaz, 1993; Önal 1995; Robertson, 2002; Robertson ve ark., 2004; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu, 2006; Robertson ve ark., 2006; Parlak, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2009) I-tipi, kalk-alkalen, büyük bir kısmı metalüminous ve pek az bir kısmı peralüminus karakterli olup aktif kıta kenarında oluşan volkanik yay ortamını karakterize etmektedirler (Asutay, 1985, 1986; Akgül, 1987; 1991; Önal, 1995; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Bingöl ve Beyarslan, 1996; Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996; Rızaoğlu, 2000; Karaoğlan, 2005; Rızaoğlu, 2006; Parlak, 2006; Rızaoğlu ve ark., 2009; Parlak ve ark., 2009). Bu çalışmanın başlangıç zamanına kadar granitoyidler üzerinde yapılan jeokronoloji çalışmaları granitoyidlerin Üst Kretase (85-70 My) yaşlı olduğunu ortaya koymaktadır (Yazgan ve Chessex, 1991; Parlak, 2006, Rızaoğlu ve ark., 2009). Yapılan jeokronoloji çalışmaları K/Ar ve Ar/Ar mineral yaşları olup elde edilen yaşlar soğuma yaşları olarak değerlendirilmektedir. Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağının evrimini anlamaya yönelik detaylı çalışmaların başlıca genel jeolojik ve temel jeokimyasal çalışmalardan ibaret olduğu bilinmektedir. Özellikle jeokimyasal çalışmalar bölgedeki farklı tektonomagmatik birimlerin oluştukları tektonik ortamların analiz edilmeleri açısından büyük yararlar sağlamıştır. Bununla beraber jeokronolojik çalışmaların sadece K/Ar ve Ar/Ar yöntemi ile sınırlı olması, orojenik kuşağın evrimi sırasındaki jeolojik olaylar zincirinin zaman-mekan açısından analiz edilmesi ve dolayısıyla problemlerin çözülmesinde karşımıza büyük bir eksiklik olarak çıkmaktadır. Bu çalışma kapsamında farklı jeokronoloji yöntemlerinin kullanılması ile Tetis evriminin çok önemli bir bölgesi olan Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağında okyanus içi yitim zonu ofiyolitleri ile başlayan ve Toros platformu ile Arap platformunun çarpışması ile son bulan Neotetis in güney kolunun oluşumu, kapanması ve kıta-kıta çarpışmasının zaman mekan ilişkisinin sağlıklı bir şekilde yorumlanabilmesini amaçlamaktadır. Bu amaçla, bölgedeki ofiyolitler [Kızıldağ (Hatay), Göksun (Kahramanmaraş), Berit (Kahramanmaraş), İspendere (Malatya) ve Kömürhan (Elazığ)] ve granitoyidler [Esence (Kahramanmaraş), Doğanşehir (Malatya) ve Baskil (Elazığ)] üzerinde jeotermokronolojik çalışmalar gerçekleştirilmiştir (Şekil 1.6). 10

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağı, kuzeyde Toros ve güneyde ise Arap platformları ile sınırlanan Neotetis in güney kolunun Geç Kretase-Miyosen zaman aralığında kapanması sırasındaki jeolojik olayların neticesinde gelişmiştir. Bu kuşağın evrimi özellikle napların Geç Kretase-Miyosen zaman aralığında göreceli olarak güneye Arap levhasına doğru hareketini içermektedir (Yıldırım ve Yılmaz 1991; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Robertson ve ark., 2006, 2007). Orojenik kuşak yaklaşık D-B uzanımlı ve birbirlerinden kuzeye eğimli ana bindirme fayları ile ayrılan üç farklı tektonik birlikten oluşmaktadır (Yılmaz, 1990, 1993; Yılmaz ve ark., 1993). Bu tektonik birlikler kuzeyden güneye doğru Nap zonu, Yığışım pirizması ve Arap platformundan oluşmaktadır. Nap Zonu Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nın topografik olarak en yüksek seviyeleri oluşturan iki büyük tektonik birlikten meydana gelmektedir. Tabanda genellikle ofiyolitik kayaçlar ve Maden Kompleksi (Yiğitbaş ve Yılmaz, 1996) ile temsil edilen alt nap, tavanda ise Güneydoğu Anadolu daki metamorfik masiflerden (Malatya, Keban, Engizek) oluşan üst nap bulunmaktadır (Yılmaz, 1991, 1993; Yılmaz ve ark., 1993) (Şekil 1.7). Nap zonuna ait tektono-stratigrafik/magmatik (metamorfik masifler ve ofiyolitler) birimler bölgede yaygın olarak gözlenen granitoyidler tarafından kesilmektedirler (Şekil 1.7). Şekil 1.6. Çalışma alanının yerbulduru haritası. (Dilek ve Flower, 2003 ten değiştirilmiştir). 11

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Yaklaşık doğu-batı yönlü dar bir kuşak boyunca kuzeyde nap zonu ve güneyde Arap platformu çökelleri tarafından sınırlanan yığışım zonu diğer birimlerden bindirmeli dokanak ilişkisi ile ayrılmaktadır. Bu zon Üst Kretase-Alt Miyosen zaman aralığında çökelmiş stratigrafi birimlerinin sıkışma rejiminin sonucu olarak bindirmeli dokanak ilişkisi ile temsil edilir ve yoğun tektonizma nedeniyle normal stratigrafik dizilim kaybolmuştur. Yığışım zonu batıda onlarca kilometre genişliğinde bir dağ silsilesi ile temsil edilen Misis-Andırın kuşağına uzanır. Misis- Andırın kuşağında gözlenen kaya birimlerinin yığışım zonu içinde gözlendiği çeşitli araştırıcılar tarafından ortaya konmuştur (Yılmaz ve ark., 1987, 1993; Yılmaz, 1993; Robertson ve ark., 2004, 2006). Bu da Misis-Andırın kuşağının yığışım zonunun batıya bir uzantısı olduğu ve Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nı meydana getiren kıta-kıta çarpışması esnasında batıya doğru kaçtığını göstermektedir (Yılmaz, 1991; Robertson ve ark., 2004) (Şekil 1.7). Orojenik kuşağın en güneyinde yer alan Arap platformuna ait birimler duraylı bir Pan-Afrikan temel üzerinde Alt Paleozoyik ten günümüze kadar hiç bir kesiklik olmadan çökelmişlerdir. Bu birimler genellikle tektonizmadan etkilenmemişlerdir fakat kuzeye doğru çıkıldığında Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağına sınır olan bölgelerde kıvrımlanma ve bindirmeler olağandır (Yılmaz, 1993, Robertson ve ark., 2004; Garfunkel, 2004, 2006) (Şekil 1.7). Her ne kadar Toros platformu ile Arap platformunun ilk çarpışma zamanlaması Miyosen olarak verilsede (Şengör ve ark., 1985; Yılmaz, 1993; Şengör ve ark., 2003; Robertson ve ark., 2007) bu konuda yerbilimleri camiasında bir fikir birliği sağlanmış değildir. Bazı yazarlar (Hall, 1976; Berberian ve King, 1981; Alavi 1994) çarpışmanın Geç Kretasede gerçekleştiğini, bazıları ise çarpışmanın Eosen Oligosen zaman aralığında gerçekleştiğini savunmaktadırlar (Jolivet ve Faccenna, 2000, Agard ve ark., 2005; Allen ve Armstrong, 2008). Bu kadar geniş bir zaman aralığına yayılmış olan farklı yorumları, kuşağın evrimi konusundaki tartışmaları körüklemektedir. Araştırmacılar verilerini çalıştıkları arazi verisinden ve bugüne kadar yapılmış olan kısıtlı radyometrik yaş tayini sonuçlarından almaktadırlar. 12

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Bütün bu bilenenler ışığında Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı nda Neotetis in güney kolunun evrimine ışık tutacak; (i) okyanusal kabuğun oluşum (kristallenme) zamanı, (ii) okyanusun kapanmaya başladığı zaman (dalma-batmanın başlaması), (iii) çarpışmanın başladığı zaman ve hızı, (iv) kıta-kıta çarpışmasının zamanlaması ve yükselme hızı gibi konuların, çözümüne jeokronolojik yöntemlerin kullanılması ile cevaplar aramak bu doktora tezinin ana konusunu oluşturmaktadır. Şekil 1.7. Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı boyunca yüzeyleyen tektonik birimler (Yılmaz, 1993). 1.1. Genel Jeoloji Güneydoğu Anadolu Orojenik Kuşağı ve doktora tez çalışması kapsamında batıdan doğuya doğru yaklaşık 450 km lik bir hat boyunca Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti, Göksun (Kahramanmaraş) ofiyoliti, Berit (Malatya) metaofiyoliti, İspendere (Malatya) ofiyoliti ve Kömürhan (Elazığ) ofiyoliti ile Esence (Kahramanmaraş) granitoyidi, Doğanşehir (Malatya) granitoyidi ve Baskil (Elazığ) granitoyidine ait magmatik ve metamorfik birimleri kapsamaktadır (Şekil 1.7). Bu 13

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN bölümde sözü edilen birimlerin genel özellikleri sırasıyla ofiyolitler ve granitoyidler başlıkları altında verilecektir. 1.1.1. Ofiyolitler 1.1.1.1. Kızıldağ Ofiyoliti Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti, Semail (Umman) ve Troodos (Kıbrıs) ofiyolitleri ile birlikte dünya üzerinde okyanusal litosfer kalıntılarının kıtaları üzerlediği en iyi örneklerinden birini sunmaktadır. Kızıldağ ofiyoliti Hatay ili sınırları içerisinde güneyde Samandağ ilçesi sınırlarında Çevlik Arsuz sahil yolu ve Karaçay vadilerinde geniş yüzlekler vermektedir. Kızıldağ ofiyoliti, Suriye sınırları içinde de bulunan Baer-Bassit ofiyolitli melanj ile birlikte Arap platformu üzerine bindirmeli dokanak ile gelir (Tinkler ve ark., 1981; Dilek ve Thy, 2009). Maastrihtiyen yaşlı ofiyolitten türeme çakıl ve kum içeren sığ denizel çökeller tarafından uyumsuz olarak örtülmektedirler (Selçuk, 1981) (Şekli 1.8). Arazi ve paleontolojik veriler Kızıldağ ofiyolitinin Arap platformu üzerine bindirmesinin Maastrihtiyen den önce olması gerektiğine işaret etmektedir. Kızıldağ (Hatay) ofiyoliti, Penrose konferansında (1972) kabul edilen tam bir ofiyolitik istif sunmaktadır. Stratigrafik olarak en altta bindirmeler sırasında içine aldığı iri kireçtaşı blokları içeren serpantinize tektonitler ile başlar, üste doğru tüketilmiş manto tektonitleri, ultramafik kümülatlar, mafik kümülatlar, izotropik gabro, levha dayk kompleksi, plajiyogranit, volkanikler ve sedimanter birimler içermektedir (Şekil 1.9). Kızıldağ ofiyolitini oluşturan magmanın kökeni düşük ve yüksek magnezyum numaraları ile karakteristik olan ada yayı toleyitleri (IAT) ve Boninitik tip magma olmak üzere iki tipte olduğu birçok araştırıcı tarafından ortaya konmuştur (Bağcı, 2004; Bağcı ve ark., 2005, 2008; Dilek ve Flower, 2003; Dilek ve Thy, 2009). 14

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Şekil 1.8 Kızıldağ ofiyolitinin basitleştirilmiş jeoloji haritası (Selçuk, 1981; Pişkin, 1986; Dilek ve Delaloye, 1992) Kızıldağ ofiyolitinin oluşum ortamı Neotetis in güney kolunun okyanus içi yay-önü ortamında gelişen yayılma sırtında oluştuğu bir çok araştırıcı tarafından ortaya konmuştur (Deloleye ve ark., 1980; Dilek ve Eddy; 1992; Dilek ve Thy, 1998; Dilek ve Flower, 2003; Bağcı, 2004; Bağcı ve ark., 2005, 2008; Dilek ve Thy, 2009; Parlak ve ark., 2009). Kızıldağ ofiyolitinin oluşum yaşı tarafından Troodos (92 My) ve Semail (95 My) ofiyolitlerinden elde edilen inden elde edilen 92 My ve Semail ofiyoliti üzerinde yapılan çalışmasından elde edilen U-Pb yaşları baz alınarak 90-95 My olarak varsayılmıştır (Mukasa ve Ludden, 1981; Tilton ve ark., 1981). Dilek ve Thy (2009) Kızıldağ ofiyolitinin oluşum yaşını plajiyogranit seviyelerinden elde edilen zirkonlar üzerinde U-Pb yöntemi ile 91-92 My olarak ortaya koymuştur. 15

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN Şekil 1.9. Güneydoğu Anadolu kuşağında gözlenen ofiyolitlerin genelleştirilmiş dikme kesitleri (Kızıldağ: Bağcı, 2004; Göksun: Parlak, 2006; İspendere: Beyarslan&Bingöl, 1991; Kömürhan: Rızaoğlu, 2006) 1.1.1.2. Göksun Ofiyoliti Göksun ofiyoliti, Kahramanmaraş ilinin kuzeyinde Göksun ile Afşin ilçeleri arasında yer almaktadır. Bu ofiyolit dizisi Malatya metamorfikleri arasında gelişmiş KD-GB doğrultulu tektonik pencere içerisinde yüzlekler vermektedir. Birim kuzeyden ve güneyden Malatya metamorfikleri tarafından üzerlenmektedir. Göksun- Sürgü fayı birimi yajlaşık olarak D-B doğrultusunda kesmektedir. Göksun-Sürgü fayının kuzeyinde kalan ofiyolitik birim metamorfizmaya uğramamış ve tam bir ofiyolitik istif sunmaktadır (Tarhan 1984; Yılmaz ve Yiğitbaş,1991; Yılmaz ve ark.,1993; Parlak ve ark., 2004, Robertson ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Güneyde kalan ofiyolitik birim ise granulit/eklojit fasiyesinde metamorfizmaya uğramıştır (Yiğitbaş, 1989; Yılmaz ve ark., 1993; Genç ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2002; Robertson ve ark., 2007; Parlak ve ark., 2009). Kuzeyde bulunan metamorfik olmayan ofiyolitik birim için Göksun metaofiyoliti (Tarhan, 1984), Yüksekova Grubu (Yiğitbaş 1989; Yılmaz and Yiğitbaş 1991; Yılmaz ve ark., 1993), Berit ofiyoliti (Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993), Kuzey Berit ofiyoliti (Robertson ve ark., 2006) ve Göksun ofiyoliti (Parlak ve ark., 2004, Parlak ve ark., 2009). Güneyde yer alan metaofiyolitik dilim ise Berit metaofiyoliti veya Güney Berit (Robertson ve 16

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN ark., 2006) ofiyoliti olarak adlandırılmıştır. Bu tez çalışmanın bir bölümünü oluşturan Doğanşehir (Malatya) bölgesindeki metaofiyolitik birim adını bu tip lokaliteden almıştır. Göksun ofiyoliti hemen hemen tam bir ofiyolitik istif sunmakla beraber tabanı Eosen nap hareketleri ile kaybolmuştur (Yılmaz,1993; Robertson ve ark., 2006). Birim alttan üstte doğru ultramafik kümülatlar, mafik kümülatlar, izotrop gabrolar, levha dayk kompleksi plajiyogranit ve volkano-sedimanter birimlerden oluşmaktadır. Birim Malatya metamorfikleri tarafından tektonik olarak üzerlenmekte ve Esence granitoyidi birimi değişik yerlerde intruzif dokanak ile kesmektedir Perinçek ve Kozlu, 1984; Tarhan, 1986; Rızaoğlu ve ark., 2005; Parlak, 2006; Parlak ve ark., 2009) (Şekil 1.10). Şekil 1.10 Göksun-Afşin bölgesinin jeoloji haritası. Ultramafik kümülatlar lerzolit ve verlitlerden oluşurken mafik kümülatlar gabro ve olivinli gabrolardan oluşmaktadır. İzotrop gabrolar gabro, diyorit ve kuvarslı diyorit ile temsil edilmektedir. Levha dayk kompleksi diyabaz ve mikrodiyoritleri içermektedir. Göksun ofiyolitinin volkano-sedimanter seviyeleri 17

1. GİRİŞ Fatih KARAOĞLAN bazalt, bazaltik andezit, andezit, dasit ve riyolit gibi volkanik kayaçları içerirken volkanoklastikler, volkanojenik kumtaşı, tüf ve pelajik kireçtaşı gibi çökel birimleri içermektedir (Tarhan, 1986; Yılmaz ve ark., 1993; Parlak ve ark., 2004; Parlak ve ark., 2009) (Şekli 1.9). Göksun ofiyolitinin yaşı volkano-sedimanter birimler içerisindeki pelajik kireçtaşı seviyelerinde bulunan mikrofosillerden yapılan fosil yaşlandırmaları ile Kampaniyen-Maastrihtiyen olarak saptanmıştır (Perinçek ve Kozlu, 1984; Tarhan, 1986; Robertson ve ark., 2006). 1.1.1.3. Berit Metaofiyoliti Birimin tip lokalitesi Kahramanmaraş ilinin kuzeyinde Engizek ve Berit dağlarının arasında Ceyhan nehri kıyısında Uludere tektonik penceresi içerisinde mostra vermektedir. Tip lokalitesinde birim, altta Kızılkaya metamorfiği ve Maden Karmaşığını tektonik dokanakla üzerlemekte olup Malatya metamorfiklerine ait birimler tarafından tektonik dokanakla üzerlenmektdir (Genç ve ark., 1993; Yılmaz, 1993; Yılmaz ve ark., 1993 Yiğitbaş ve ark., 1993; Parlak, 2006; Robertson ve ark., 2007). Çalışma alanında Doğanşehir (Malatya) ilçesinin hemen güneyinden başlayarak Sürgü Gövdeli arasında çoğunlukla Sürgü fayının kuzeyinde yaklaşık D-B doğrultusunda yüzlekler vermektedir. Birim farklı araştırıcılar tarafından Berit Grubu (Perinçek ve Kozlu., 1984), Berit metaofiyoliti (Yılmaz, 1993; Genç ve ark., 1993; Yılmaz ve ark., 1993; Yiğitbaş ve ark., 1996; Önal, 1995; Karaoğlan, 2005; Parlak ve ark., 2009), güney Berit ofiyoliti (Robertson ve ark., 2006) olarak adlandırılmaktadır. Bu çalışmada Berit metaofiyoliti adı kullanılmıştır. Birim tabanda, Eosen tektonizmasının sonucu olarak Orta Eosen yaşlı Maden Karmaşığını üzerlerken, tavanda ise Malatya Metamorfikleri tarafından tektonik olarak üzerlenmektedir (Şekil 1.11). Berit metaofiyoliti piroksenit, piroksen granülit, granatlı amfibolit, amfibolit, granatlı amfobolllü metagabro, amfibol şist, plajiyoklas amfibol şist, epidote plajiyoklas amfibol şist, metaperidodit, granatlı metagabro ve metavolkanik birimlerden oluşmaktadır (Yiğitbaş, 1989; Genç ve ark., 1993; Yılmaz, 1993; Yılmaz 18